És el procés de separació de partícules individuals i de transport a cotes inferiors que fa l'aigua de pluja o de desgen en cirular sobre un terreny nu o amb poca vegetació. Segons las característiques del flux d'aigua pot ser difús o concentrat.
La grandària de la forma erosiva resultant depèn del tipus de material (litologia) i la quantitat d'aigua. L'erosió s'inicia mitjançant el desenvolupament de les formes erosives d'escorriment difús ( flux laminar i trenat ) i després evoluciona a formes d'escorriment canalitzat --> reguerons i xaragalls.
* Flux laminar és format per filets paral·lels sense component transversal de velocitat.
* Flux trenat és format per filets de corrent de trajectòria que se separen i es tornen a ajuntar.
L'erosió de caràcter concentrat pot ser:
- Erosió en reguerons, l'aigua circula en corrents d'una potència erosiva, que pot obrir incisions en el terreny entre un centímetre i un decímetre
- Erosió en xaragalls, ja d'incisions entre un metre i un decàmetre, en materials que es desfan amb molta facilitat i en condicions climàtiques semiàrides. Les zones on hi han molts zaragalls s'anomenen badlands
Erosivitat: expressa la capacitat erosiva de l'aget o procés climàtic
Erosionabilitat : la suceptibilitat del terreny a ser mobilitzat.
El principal efecte de l'erosió és la pèrdua del sòl i desaparició de la fauna i vegetació.
ELS CURSOS DE L'AIGUA
Accions d'erosió-transport-sedimentació
El curs,llit o llera d'un corrent d'aigua es com un canal llarg i estret tallat per la força de l'aigua que fa més efectiu el moviment. Les distàncies entre les seves vores oscil·len entre 30cm els més estrets i més d'1,5km els més grans ( mississipí)
La profundidat, és la distància vertical entre la superfície i el fons.
La secció, és l'àrea en metres quadrats d'una secció transversal del riu mesurada en un punt determinat. L'aigua, circula pel curs i no presenta la mateixa velocitat en tots llocs. La mesura més important, del flux és el cabal ( Q )
El coeficient d'escolament, és el percentatge ( expressat en tant per u ) d'aigua caiguda que acaba circulant sobre el sòl.
L'únic factor sobr eel qual l'home pot actuar a nivell de conca és la vegetació i l'ús del sòl. La mesura de la variació dl cabal amb el temps en un curs d'aigua permet contruir una corba de relaió cabal-temps que s'anomena hidrograma.
L'activitat geològica dels cursos d'aigua
Les principals accions dels corrents d'aigua son l'erosió, el transport i la sedimentació.
- L'erosió és la remoció del material del fons i de les vores del llit, ja sigui excavat en el substrat rocós o sobre material solt.
- El transport consisteix en el moviment de les partícules erosionades per l'arrossegament pel fons, suspensió en la massa d'aigua o dissolució
- La sedimentació és l'acumulació profressiva de les partícules transportades damunt del llit del riu sobre la plana d'innundació o en el fons d'una massa d'aigua no corrent en la qual desemboca un curs d'aigua.L'erosió no és possible sense el transport, i les partícules transportades han d'acabar dipositant-se. Per tant, erosió,transport i sedimentació són simplement tres fases d'una activitat única.
Els estudis de Hjülstrom posen de manifest que , en augmentar la velocitat del corrent, s'assoleix un punt crític , velocitat d'erosió, en el qual les partícules d'una mida determinada comencen a rodar o a lliscar pel llit del corrent, o s'enlairen i queden en suspensió.
La velocitat d'erosió depèn de dos factors: la cohesió ( màxima en argiles fines, disminueix fins a 0 en les sorres) , que tendeix en augmentar la resistència a l'erosió i la mida de les partícules. El material que s'erosiona més fàcilment és la sorra, ja que no té cohesió i ofereix menys resistència en relació amb la mida de les partícules.
La part superior del diagrama de Hjülstrom correspon a la zona d'erosió, i representa les volicitats a què les partícules seran erosionades en el llit del corrent en funció de la mida que tinguin. A sota s'hi troba la zona de transport, on les partícules una vegada enlairades, continuaran movent-se a velocitats inferiors a les necessàries per posar-les en moviment. En la part inferior se situa la zona de sedimentació, separada per la corba que indica la velocitat de decantació de les partícules.
Les particules d'argila i llim, una vegada són transportades per suspensió i presenten velocitats de decantació molt baixes. Les argiles fines continuen en suspensió fins a arribar al mar, on entren en contacte amb l'aigua salada i experimenten una agregació en partícules majors. Les partícules de mida superior a les de la sorra mitjana viatgen com a càrrega de fons.
Quan la velocitat d'un corrent d'aigua augmenta pot mobilitzar una mescla de partícules de diferents mides. Però quan la velocitat del corrent decreix, el procés de sedimentació afecta les partícules segons la seva mida. Aixi els grans més grossos es dipositen mentre que els llims i les argiles continuen movent-se en suspensiól Aquesta és l'explicacio a la classificació dels sediments fluvials.
La càrrega sòlida d'un corrent és el pes de sediment qe travessa una secció en una unitat de temps. La càrrega màxima que pot transportar, s'anomena capacitat del riu, depèn del cabal, ja que un augment del cabal incrementa la velocitat del corrent i un agment de la velocitat n'augmenta la seva capacitat. El transport del corrent és important en el moment de crescuda, mentre que en situacions de nivells baixos hi ha poc transport.
La càrrega del corrent engloba la part que viatja rodant i lliscan pel fons, la càrrega de fons i la que ho fa en suspensió, la càrrega en suspensió.
La proporció entre aquests dos mecanismes de transport del corrent està relacionada amb les característiques climàtiques de la conca.
En rius de climes més humits, solen ser més profunds, predomina la càrrega en suspensió.
En general, quan la capacitat del corrent és superior a la càrrega que porta, l'energia cinètica del riu és gran i pot augmentar la seva càrrega i arrencar els materials, la qual cosa fa que augmenti el seu poder erosiu i la capacitat per aprofundir la vall. Quan la càrrega és superiora la capacitat del corrent, l'energia cinètica del riu disminueix i augmenta la sedimentació. Si la càrrega i la capacitat del corrent són del mateix ordre, el riu assoleix un cert equilibri, de manera que no hi ha erosió ni sedimentació en el llit del riu.
Evolució del sistema i zones de sedimentació.
Les accions d'erosió-transport i sedimentació d'aquest sistima es desenvolupen per tal d'assolir un perfil d'equilibri que presenta una forma còncava cap a dalt i un gradient decreixent des de la capçalera fins a la desenbocadura.
La desembocadura correspon a l'entrada a un cos d'aigua estancada que limita l'erosió del llit i constitueix el nivell de base del riu. Si canvia el nivell de base, el sistema tendirà a buscar un nou perfil d'equilibri a partir d'erosionar o sedimentar.
La sedimentació fruit de l'activitat del sistema fluviotorrencial dóna lloc a dipòsits al·luvials. Ara bé segons les seves característiques de formació es distingeixen zones diverses.
- Cons de dejecció. Són acumulacions de sediments, en forma de ventalls, en la desembocadura dels cursos torrencials sobre valls més amples. En aquests llocs, les aigües anteriorment canalitzades s'estenen lliurement i perden velocitat i, per tant, capacitat de transport, la qual cosa provoca corrents trenats. Les partícules de al·luvions resulten profressivament més fines cap a la base .
- Planes al·luvials. A mesura que el riu sedimenta i erosiona els seus dipòsits van formant una zona plana al fins de la vall, per la qual cosa circulen més cursos d'aigua. Aquesta plana és ocupada per l'agua quan el llit menor és insuficient per portar el caval de les avingudes, també es coneix com a plana d'innundació . L'aigua en desbordar del llit menor, provoca la sedimentació dels materials grossos a les seves voreres: això genera la presència d'un dic natural o mota, al voltant d'aquest llit menor respecte de la resta de la plana d'innundació, el qual actua de pantalla protectora per a les crescudes menors.
La formació d'aquesta plana és el resultat del retrocés progressiu dels vessants de la vall, sobretot per l'erosiólateral que fa el curs en divagar i descriure els meandres. Els meandres actuen com a autoregulador del riu, ja que malgrat que circuli per zones amb pendent escàs, aconsegueix erosionar, transportar i sedimentar. Els canals del riu poden ser de tipus trenat, diversos canals que se separen i es tornen a unir separats per acumulacions de sediments anomenats, barres.
L'evolució de les planes al·luvials, quan el riu s'encaixa per erosió regressiva els sediments de la seva plana al·luvial, dóna lloc a la formació de terrasses. L'encaix provoca un escarpament que separa el nivell superior de la plana al·luvial antiga del nivell inferior de la plana al·luvial nova. Aquest procés es pot repetir diverses vegades al llarg del temps, així en els rius del nostre entorns es reconeixen entre un i quatre nivells de terrasses.
- Deltes. És el dipòsit que construeix la càrrega sòlida del riu quan arriba a la desembocadura i entra un cos d'aigua estancada. En secció, un delta simple està format principalment per capes de sorra inclinades, que gradualment passen a capes fines de llims i argiles. Si el delta creix, el curs del riu va divagant i origina capes d'al·luvions, que conformen la plana deltaica.
La forma i l'estructura dels deltes marins estan condicionades per les onades, el corrent litoral, les marees, els canvis de nivell del mar i l'enfonsament gradual del delta, i també, per les accions que es duen a terme a les conques dels rius, que repercuteixen en la disminució de la càrrega sòlida que arriba a la desembocadura, la qual cosa comporta una regressió del delta.
Acció geològica de les aigües subtarrànies. El carst
L'aigua s'infiltra i circula pels massissos de roques solubles, dóna origen a una morfologia i a un conujunt de fenòmens que es coneim am el nom de carst. El procés fonamental que s'hi produeix és la dissolució de les roques evaporítiques( guixos i sals ) sobretot en les roques carbonades, per aigües lleugerament àcides a causa del seu contingut de diòxid de carboni. La morfologia presenta unes formes superficials molt característiques:
1.Rascler o lapiaz. Marques de dissolució en forma de canals i reguerons
2.Les dolines. Depressions en forma d'embut, circular o oval de dimensions variables.
Com que el procés de dissolució avança en profunditat, s'originen sobretot formes subtarrànies molt espectaculars i conegudes:
3.Els avencs. Cavitats naturals de desenvolupament vertical.
4. Les coves. Cavitats subtarrànies de desenvolupament horitzontal.
5.Les estalactites i estalagmites. Concrecions cilíndriques de calcita que s'originen per precipitació del carbonat de calci de l'aigua que circula per l'interior de les coves. Les estalactites pengen del sostre i les estalagmites es formen al terra
Processos periglacials
Els sòls dels ambients molt freds tenen com a pecurialitat que estan glaçats totalment o parcialment durant diferents èpoques de l'any. Aquests sòls reben el nom de pergelisòl i durant el període càlid es desglacen en la part superficial, la qual cosa origina una zona biològicament activa anomenada mol·lisòl . El gel del sòl actua com una falca i produeix unes formes polièdriques molt regulars en els períodes de glaç-desglaç molt curts.
Processos glacials: les Glaceres.
L'acumulació de la neu en zones on les temperatures són inferiors a 0º C en provoca la compactació amb la pèrdua consegüent d'aire i l'augment de la densitat ( de 0'1 a 0'8 g. cm-3), en un procés semblant al de metamorfització de les roques. Això origina un material cristal·lí de gra gruixut semblant al del granit, anomenat neu congesta. Si la pressió és molt intensa, li confereix una naturalesa plàstica que li permet fluir vessant avall per acció de la gravetat. L'existència d'aquest flux depèn del balanç entre la mitjana anual de neu caiguda en la zona d'acumulació neta i la mitjana anual de pèrdues per evaporació i fusió en l'anomenada zona d'ablació. Si és superior a 0, la glacera creixerà en llargària. Si, per contra, és negatiu, la glacera serà cada vegada més curts fins a arribar a la desaparició.
Tipus de glaceres
Les glaceres casquet es troben en zones polars on la radiació mitjana anual és tan petita que domina l'acumulació. Són grans superfícies de gel que flueixen en totes les direccions. Actualment només hi ha dues zones que tenen aquesta forma: Grenlàndia amb 1'7 milions de quilòmetres cuadrats i a una altura mitjana de 1'5km, i l' Antàrtida amb 13'9 milions de quilòmetres cuadrats i altures que superen els 3000metres.
Les glaceres de vall o alpines estan situades en muntanyes altes i abruptes. Ocupen les valls fluvials prèviament excavades i tenen forma de rius de gel. El flux de la zona d'acumulació a la zona d'ablació depèn en gran manera del gruix del gel. Les altes pressions de les zones profundes de la glacera provoquen la fusió del gel, tot i que la temperatura estigui per sota de 0º C.
També produeix aquesta fusió el fregament que es produeix entre en gel i el substrat rocallós. L'aigua generada afavorirà el desplaçament basal de la glacera.
Processos glacials: erosió, transport i sedimentació.
En la zona superior o circ el gel s'acumula i comença a lliscar cap a les zones baixes. L'aigua líquida que cau de les parets superiors de la muntanya actua de falca quan es glaça, s'enganxa al gel i és arrencada. Origina unes arestes molt punxegudes típiques d'aquests ambients i unes fissures anomenades rimaies . Els materials arrencats són incorporats al flux de la glacera i segons la zona on es trobin produiran erosió per abrasió a causa del fort fregament entre els materials arrossegats en la part profunda contra el llit rocallós. L'absència de col·lisions entre els materials arrossegats origina sediments angulosos. Per efecte de l'erosió, les valls glacials presenten forma de U amb algunes valls penjades quan es retira el gel . Les roques del fons de la vall presenten també les mostres clares d'aquesta abrasió en uns paviments estriats i uns petits turons molt allisats anomenats roques moltonades.
La velocitat de les glaceres varia molt entre les unes i les altres, des d'un centímetre fins a un metre diari. Internament tambés és variable segons el pendent i el gruix del glaç. La zona central és més gran que el fons o els laterals, on el fregament contra les parets de la vall frena el moviment. A vegades l'empenta del gel superior és tan intensa que la glacera pot remuntar pendents negatius. En aquests casos es produeix un engruiximent del gel que origina falles inverses o mantells de corriment semblants als de les roques.
Quan hi ha un canvi de penden i es fa molt gran , el gel flueix a molta velocitat i arriba a trencar-se en la part superior de la superfície, cosa que profueix unes esquerdes anomenades crebasses . De vegades, es produeixen patinades fortes amb avançaments molt ràpids a conseqüència d'una acumulació d'aigua que actua de lubricant.
Les morrenes , materials que transporta la glacera, reben diversos noms en funció del lloc en què estiguin situades: laterals, centrals i terminals. Aquestes últimes són la deposició desordenada de tots els materials o til en la llengua de la glacera o zona de fusió.
Els períodes glacials.
Les hipòtesis més fiables ens parlen de variacions en l'òrbita de la Terra: en l'excentricitat de l'òrbita de la Terra al voltant del Sol, en l'obliqüitat de l'eix de la Terra amb relació al pla de l'òrbita terrestre i la variació de la precessió o fluctuació de l'eix de la Terra. Aquestes hipòtesis podrien explicar les variacions en la distribució de les entrades d'energia solar i en el grau de contrast entres les estacions.
Per veure diferents fotografies:
!!aranyoo
0 comentarios:
Publica un comentari a l'entrada